 instabilité convective |
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En dehors de couches d'
air
attenantes ici ou là à la surface terrestre (et de phénomènes particuliers, comme la
couche d'inversion
située au-dessus des
alizés
), les zones d'
inversion de la température
sont, jusqu'à la
tropopause
, rares, dispersées et fugaces : aussi peut-on présumer qu'à la
verticale
d'un lieu donné, le profil de la
température
dans la
basse atmosphère
sera pour l'essentiel assez semblable à celui d'un décroissance régulière avec l'altitude, dont la pente, ou
gradient thermique vertical
, reste de l'ordre de - 0,65
°C
tous les 100 m. Cette estimation d'ensemble n'empêche pas que la valeur de ce
gradient
puisse varier sensiblement avec la verticale envisagée, l'altitude sur cette verticale et l'instant où s'y trouve dessiné le
profil thermique vertical
de la
troposphère
. Pareilles variations sont favorisées par la proximité de la surface terrestre
—
mer ou terre ferme
—
, qui réchauffe l'air à son contact immédiat, tandis que l'
atmosphère
est relativement peu chauffée directement par les rayons solaires qui la traversent : alors, les basses
couches atmosphériques
deviennent suffisamment chaudes, par rapport aux couches moyennes ou supérieures, pour s'élever en subissant un phénomène d'instabilité convective, c'est-à-dire une
ascendance
suscitée par une décroissance thermique verticale si rapide que l'équilibre de l'ensemble des couches ne peut être conservé. |
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Ce phénomène, très fréquent aux
échelles moyennes
et aux
petites échelles
, est lié aux conditions d'équilibre d'une
parcelle
d'air (Π) dont le
centre de masse
M est situé au sein d'une
couche atmosphérique
(C). La
composante
verticale de la
force de pression
, que l'on appelle la
poussée d'Archimède
(du nom du savant grec Archimède [vers 287 - vers 212 avant Jésus-Christ]) ou encore la
poussée hydrostatique
, tend à soulever la parcelle (Π) vers le haut avec une intensité égale au
poids
de l'air déplacé par (Π), tandis que le poids propre de la parcelle, vertical lui aussi, tend au contraire à attirer celle-ci vers le bas ; appliquées toutes deux en M, les forces précédentes s'opposent, et leur
résultante
, nommée la
flottabilité
de la parcelle, est une force verticale dont le sens décide de la
stabilité
ou de l'
instabilité
de (Π) par rapport à la couche environnante : si, quand on soulève (Π) sous la
pression
p
, la flottabilité est dirigée vers le bas, il y a stabilité
—
la parcelle ayant tendance à revenir à sa position antérieure
—
, mais si elle est dirigée vers le haut, il se produit une instabilité convective, car la parcelle poursuit son mouvement vers le haut en s'éloignant de sa position antérieure (des conclusions symétriques s'appliqueraient à une parcelle en
mouvement subsident
). |
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Supposons que le centre M de la parcelle (Π) ait été soulevé verticalement du point M
B
, situé à la base de la couche (C) sous la pression
p
B
, au point M
H
, situé au sommet de cette couche sous la pression
p
H
, de telle façon que la
température potentielle
θ de (Π) et sa
température pseudoadiabatique potentielle du thermomètre mouillé
θ'
w
croissent ou décroissent toujours dans le même sens
—
indépendamment l'une de l'autre
—
de M
B
à M
H
; si la température de la parcelle prend la même valeur
T
B
que la couche environnante à la base de (C), sa température
T
H
au sommet de (C) n'en différera pas moins de la température
T
X
de la couche environnante, et l'on démontre que l'apparition de l'instabilité convective, qui signifie en quelque sorte que la parcelle est plus "légère" que le milieu qui l'environne, est liée à la condition
T
H
>
T
X
. Or, sur un
émagramme
, la valeur de
T
H
est donnée par l'abscisse du point d'intersection de la droite
p
=
p
H
avec l'
isoligne
adiabatique
sèche associée à θ (si la couche (C) n'est pas
saturée
) ou avec l'isoligne
pseudoadiabatique
associée à θ'
w
(si cette couche est saturée) : ainsi, l'inclinaison que prend à partir de M
B
la courbe d'état de la couche par rapport à ces
isolignes
permet de mettre directement en évidence la nature stable ou instable de cette couche. |
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